Ложе океана
Геологический словарь: в 2-х томах. — М.: Недра . Под редакцией К. Н. Паффенгольца и др. . 1978 .
Литература : Шепард Ф. П., Морская геология, пер. c англ., 3 изд., Л., 1976; Геофизика океана, т. 1-2, M., 1979 (Океанология); Геология океана, т. 1-2, M., 1979-80 (Океанология); Логвиненко H. B., Морская геология, Л., 1980; Зейболд E., Бергер B., Дно океана, пер. c англ., M., 1984.
Горная энциклопедия. — М.: Советская энциклопедия . Под редакцией Е. А. Козловского . 1984—1991 .
Смотреть что такое «Ложе океана» в других словарях:
ЛОЖЕ ОКЕАНА — ЛОЖЕ ОКЕАНА, крупнейший элемент рельефа и геологической структуры Земли, занимающий большую часть дна Мирового океана и характеризующийся океаническим типом земной коры. Средняя глубина около 4 км, максимальная до 7 км. Важнейшие элементы рельефа … Современная энциклопедия
ЛОЖЕ ОКЕАНА — океаническое дно на больших глубинах (более 2000 3000 м), один из главных элементов рельефа и геологической структуры Мирового океана. Расположено между материковым склоном и срединно океаническими хребтами. Биотопы ложа океана заселены… … Экологический словарь
ложе океана — Вся поверхность, на которой лежит толща океанской воды, т.е. континентальный шельф, материковый склон и океанические котловины, дно океана включает неритическую, батиальную и абиссальную зоны. Syn.: дно океана … Словарь по географии
Ложе океана — ЛОЖЕ ОКЕАНА, крупнейший элемент рельефа и геологической структуры Земли, занимающий большую часть дна Мирового океана и характеризующийся океаническим типом земной коры. Средняя глубина около 4 км, максимальная до 7 км. Важнейшие элементы рельефа … Иллюстрированный энциклопедический словарь
ЛОЖЕ ОКЕАНА — один из главных элементов рельефа и геологической структуры Земли. Плошадь св. 185 млн. км². Охватывает глубоководную часть дна Мирового ок. в пределах земной коры океанического типа. Средняя глубина ок. 4 тыс. м, максимальная до 7 т. м.… … Большой Энциклопедический словарь
ложе океана — Крупнейший элемент рельефа Земли, занимающий большую часть дна океана и характеризующийся океаническим типом земной коры. [Словарь геологических терминов и понятий. Томский Государственный Университет] Тематики геология, геофизика Обобщающие… … Справочник технического переводчика
ЛОЖЕ ОКЕАНА — одна из форм рельефа Земли, занимающая большую часть дна океана на глубинах 3 4 км и характеризующаяся в основном океанским типом земной коры. Рельеф Ложе Океана отличается ячеистой структурой: в его состав входят подводные котловины, разделенные … Морской энциклопедический справочник
Ложе океана — Океаническое ложе Ложе океана крупнейшая планетарная мегаструктура, представляющая собой всё океаническое дно, ограниченное активными и пассивными континентальными окраинами. Соответствует области распространения земной коры океанического… … Википедия
ложе океана — один из главных элементов рельефа и геологической структуры Земли. Площадь свыше 185 млн. км2. Охватывает глубоководную часть дна Мирового океана в пределах земной коры океанического типа. Средняя глубина около 4 тыс. м, максимальная до 7 тыс. м … Энциклопедический словарь
Ложе океана — один из главных элементов рельефа и геологической структуры дна Мирового океана. Охватывает его абиссальную часть (см. Абиссаль) за вычетом срединноокеанических хребтов. Характеризуется развитием типичной океанической земной коры.… … Большая советская энциклопедия
Источник
ЛО́ЖЕ ОКЕА́НА
В книжной версии
Том 17. Москва, 2010, стр. 748-749
Скопировать библиографическую ссылку:
ЛО́ЖЕ ОКЕА́НА, обширная часть дна Мирового ок., ограниченная подводными окраинами материков, охватывает его абиссальную часть, исключая срединно-океанич. хребты. Общая пл. Л. о. 193,8 млн. км 2 (ок. 38% поверхности Земли), из них в Тихом ок. 116,6, в Атлантическом ок. 34,2, в Индийском ок. 39,6, в Северном Ледовитом ок. 3,4 млн. км 2 . Л. о. представляет собой планетарную морфоструктуру и соответствует океанич. платформам с типично океанич. земной корой и спокойным тектонич. режимом; проявления вулканизма (напр., Гавайские о-ва) и сейсмичности (напр., к юго-востоку от о. Шри-Ланка) являются исключениями. Состоит из котловин (крупнейшая – Северо-Восточная котловина в Тихом ок.), разделённых поднятиями разл. морфологии, что придаёт Л. о. крупноячеистый характер. Днище котловин занято абиссальными равнинами , лежащими на глубинах 2000–6000 м. Морфология равнин закономерно изменяется по направлению от срединно-океанич. хребтов к периферии океанов. Продолжением флангов срединно-океанич. хребтов являются холмистые абиссальные равнины, лежащие примерно на одном уровне поверхности дна (относит. высота холмов до 500 м, диаметр основания до 10 км). В Тихом ок. абиссальные холмы занимают до 80% площади дна. Обычно они образуют цепочки, вытянутые параллельно оси ближайших срединно-океанич. хребтов, но могут быть беспорядочно разбросаны; сложены магматич. породами. По мере приближения к источникам осадков (периферии материков, зоны повышенной биопродуктивности в океане, действующие вулканы) рельеф абиссальных холмов постепенно сглаживается в ходе накопления сначала облекающих, а затем перекрывающих толщ отложений с образованием волнистых и плоских абиссальных равнин. Последние могут постепенно переходить в наклонные равнины материкового подножия.
Источник
Ложе океану
Ложе океану (рос. ложе океана; англ. ocean bed, floor of an ocean, ocean floor, sea floor, deep-sea floor; нім. Ozeanboden m, Meeresboden m, Tiefseeboden m) — найбільша планетарна мегаструктура, що включає все океанічне дно, обмежене активними і пасивними континентальними околицями.
Загальна характеристика [ ред. | ред. код ]
Відповідає області поширення земної кори океанічного типу. Включає найбільші форми рельєфу: серединно-океанічні хребти, глибоководні улоговини, жолоби океанічні, підводні гори і хребти. У типовому випадку складається з фундаменту, складеного у верх. частині базальтами, і чохла глибоководних осадів, представлених червоними глибоководними глинами, вапняковими і крем’янистими біогенними мулами. Загальна площа 255 млн км².
Від осі серединно-океанічних хребтів в сторони улоговин дно поступово знижується від 2500-3000 до 5500-6000 м. Різко розчленований рельєф хребтів змінюється плоскою поверхнею абісальних улоговин. Потужність осадового чохла зростає від нульової в осі хребтів до 600—1000 м в центрі улоговин, а вік підошви осадів стає все більш древнім, аж до верхньої юри. Базальтовий фундамент нарощується за рахунок виливання лав у вузьких осьових зонах серединно-океанічних хребтів, потім розходиться в сторони і охолоджується, внаслідок чого опускається. Осади поступово засипають нерівності і згладжують рельєф. У глибоководних жолобах Ложе океану різко згинається і опускається до глибин 8000-10000 м, а місцями і більше. З боку океану глибоководні жолоби супроводжуються крайовими валами висотою до 500 м ускладнені лінійними вулканічними хребтами і численними підводними горами. Більшість з них має вулканічне походження і виникло внаслідок підводних вивержень. Вершини деяких гір і хребтів виступають вище за рівень моря, утворюючи океанічні о-ви (наприклад, Гаваї, Пасхи, Св. Олени, Азорські), інші увінчані кораловими спорудами (коралові атоли). На великих просторах абісальних улоговин поширені залізомарганцеві конкреції. Вздовж околиць деяких континентів (Африки, Південна Америка) в зонах апвелінгу формуються фосфорити. Вздовж осі серединно-океанічних хребтів, паралельно з проявами базальтів, спостерігається інтенсивна гідротермальна діяльність, з якою пов’язані відклади сульфідних руд (Fe, Zn, рідше Pb і Cu) у базальтовому шарі Л.о. і винесення корисних компонентів у мор. воду з подальшим відкладенням їх у вигляді металоносних осадів у западинах поблизу серединно-океанічних хребтів (наприклад, западина Бауерса в Тихому океані). Ложе океану — перспективний об’єкт також для промислового освоєння вапнякових і кременистих мулів.
Источник
Ложе океану
Ложе океану – один з головних елементів рельєфу дна Світового океану. Займає рівень земної поверхні глибиною від 4 тис. до 6-7 тис. м, розташоване між материковим підніжжям і серединно-океанічними хребтами. Складається земною корою океанічного типу, відрізняється слабким виявленням сучасного вулканізму та сейсмічності, невеликими швидкостями вертикальних рухів земної кори подібно платформам материків.
Для ложе океану характерні як позитивні, так і від’ємні форми рельєфу.
До позитивних форм відносяться: серединно-океанічні хребти, підводні плато, окремі підводні гори – гайоти (та підводні вулкани).
Підводні плато – це плоскі, або слабко нахилені підвищення дна океану з відносно рівною поверхнею та значні за площею (Новозеландське, Бермудське).
Гайоти – ізольовані плосковершинні підводні гори, зазвичай вулканічного походження. Вважається, що вирівнювання вершин зумовлене абразією чи денудацією з наступним опусканням давніх вулканічних островів у води океану. Найбільше їх у Тихому океані.
Серединно-океанічні хребти – великі підводні гірські споруди в межах дна океану, здебільшого посередині океанів. Ця гірська система простягається через усі океани. Сумарна довжина біля 75тис. км, ширина до 2000 км, відносна висота 1-3 км. До системи серединно-океанічних хребтів входять Серединно-Атлантичний і Центрально-Індійський (разом з Аравійсько-Індійським хребтом), хребет Гаккеля в Північно-Льодовитому океані, Східно-Тихоокеанське підняття (останнє в структурному відношенні є скоріше океанічним валом). Окремі вершини піднімаються над рівнем океану у вигляді вулканічних островів (Трістан-да-Кун’я, Буве, Св. Олени тощо). Серединно-океанічні хребти характеризуються широким розвитком розривних порушень земної кори, в тому числі значними поперечними розломами і зсувами, активним вулканізмом і високою сейсмічністю. В поперечному перерізі виділяється складне чергування окремих хребтів і знижень. Вздовж головної осі кулі відповідно розташовані короткі відрізки рифтових долин з оголенням на дні ультраосновних порід, що найбільш близькі за складом до речовин мантії. Гіпотеза тектоніки плит припускає, що біля серединно-океанічних хребтів відбувається розсування літосферних плит і нарощування їх за рахунок речовини, яка піднімається з надр.
3.4.3.Донні відклади в океанах і морях
У морській воді є багато різних домішок у вигляді розчинених речовин, колоїдів, завислих часток, живих організмів і продуктів їх життєдіяльності. Ці домішки осідають на дно і формують донні осади, чи донні відклади.
Донні осади, залежно від матеріалу з якого вони утворюються, поділяються на теригенні, органогенні чи біогенні, хемогенні, вулканогенні, космогенні, еолові.
Теригенні відклади – це завислі та донні наноси, які виносяться річками, а також продукти руйнування берегів (абразія). Ці відклади займають одну четверту всієї площі дна океанів. Основна маса теригенних відкладів у Світовому океані представлена мулами: у високих широтах зустрічається голубий мул; у Тихому та Індійському океанах – синій; біля берегів Південної Америки – червоний; біля східного узбережжя США, у берегів о. Поерто-Ріко, півострова Каліфорнія тощо – зелений; чорний – в Чорному морі; сірі мули в вулканічних областях; біля коралових островів – білого кольору.
Органогенні чи біогенні відклади формуються з решток відмерлих планктонних організмів (скелети тварин, черепашки). Найбільш розповсюджені вапнякові та кремнієві відклади.
Вапнякові відклади представлені такими різновидностями: форамініферовими і птероподовими. Основну частину форамініферових мулів складають черепашки планктонних форамініфер і особливо глобигерин. Ці мули в Тихому океані займають 34,4% площі всього дна океану, в Атлантичному – 67,2%, в Індійському – 54,3%. Птероподові мули складені з вапнякових залишків планктонних молюсків птеропод і гетеропод. Ці відклади мало поширені – переважно в Атлантичному океані, в Червоному, Середземному морях, в Тихому океані та в Кораловому морі.
До кремнієвих відкладів відносять діатомові, діатомово-радіолярієві мули та кремнієвогубкові відклади. Діатомові мули – це глибоководні кремнієві біогенні осади, які збагачені опаловими панцирами діатомових водоростей та їх уламків. Найбільш поширені в південних частинах Тихого, Індійського і Атлантичного океанів у вигляді суцільного кільця біля Антарктики, зустрічаються також в деяких затоках (наприклад, в Каліфорнійській). Діатомово-радіолярієві мули – це переважно пелитові мули зі значними домішками теригенного глинистого матеріалу; найбільш поширені в тропічному поясі Тихого та Індійського океанів. Кремнієво-губкові відклади складаються із накопичення уламків “скляних” губок, нерідко виражені пісками; частіше за все зустрічаються на шельфі Антарктики, відомі також в Охотському морі.
Вулканогенні відклади пов’язані з надходженням в океан лави, попелу, вулканічного пилу з вулканів, як на дні океану, так і на суші.
Хемогенні відклади – це результат біохімічних процесів на дні та в придонних водах океану (залізомарганцеві, фосфоритні конкреції, ооліти, глауконітові піски).
Глауконітові піски та мули – це осади різного складу з домішками глауконіту (специфічного матеріалу повторного генезису). Вони зустрічаються на атлантичних та тихоокеанських підводних окраїнах Північної Америки, на підводних окраїнах Південної та Південно-Західної Африки, біля південного узбережжя Австралії та на Новозеландському підводному плато.
Ооліти – складаються із кальциту або арагоніту, вони добре поширені там, де відбувається перенасичення морської води CaCO3, тобто переважно в теплих морях (на коралових банках Карибського моря, у Каспійському, Аральському морях, Перській затоці, на Сухумському шельфі).
Залізо-марганцеві конкреції – стягнення гідроокисів заліза і марганцю з домішками різних інших сполук, які зустрічаються як включення в червоній глині, рідше в інших глибоководних відкладах і місцями утворюють значні накопичення. Конкреції мають невірну сфероїдальну форму, розміри яких варіюють в межах 1-25 см в поперечнику, але в деяких випадках можуть зустрічатись крупні конкреції наприклад, одна із піднятих з дна Філіпінської улоговини мала вагу до 850 кг.
Космогенні відклади на дні океану представлені в основному космічним пилом, “космічними кульками”, метеоритами.
Червона глина – це глинисті мули коричневого кольору різних відтінків, які залягають на глибинах більше 4 км. Червона глина зустрічається в зоні розвитку карбонатних відкладів, але на глибині, де останні відсутні. Хімічний склад червоної глини: Al2O3 – 15,94 %, SiO2 – 54,48 %, TiO – 0,98%. Важливою особливістю червоної глини є пристосування до них основної маси залізо-марганцевих конкрецій, особливо це відноситься до Тихого океану.
Еолові відклади – це відклади, які принесені вітрами з суші.
3.4.4.Хімічний склад вод Світового океану
О.О.Алекін речовини, які входять до складу морської води умовно поділяє на п’ять груп: головні іони (Cl — , SO4 2- , HSO3 — , Na + , K + , Mg 2+ , Ca 2+ ), розчинені гази (O2, N2, CO2, H2S, CH4 тощо), біогенні елементи (сполуки азоту, фосфору, кремнію та інших елементів), мікроелементи, органічні речовини.
Головні іони — визначають солоність води і складають 99,9 % загальної маси солей у морській воді, причому серед головних іонів на хлористі сполуки натрію і магнію припадає 88,7 %.
Розчинені гази — гази, які утворюються за рахунок обміну з атмосферою, біологічної діяльності у воді та інших процесів.
Біогенні елементи — це сполуки (азоту, фосфору, кремнію та інших елементів), які беруть участь у життєдіяльності організмів.
Мікроелементи — сумарна концентрація яких менша 0,01 % суми головних іонів. У морській воді у найбільших кількостях міститься літій, рубідій, йод, а в найменших — золото та ін.
Органічні речовини — постійно продуктуються в океані у вигляді первинної продукції — зеленої маси рослин, яка споживається, відмирає, розкладається. Це пектинові, гумусові, амінокислоти, вуглеводи, жири.
Забруднювальні речовини (нафтопродукти, феноли, детергенти) — це надходження в океан сторонніх сполук, які не характерні для його природного складу.
3.4.5.Солоність вод Світового океану
Солоність морської води – це сумарне утримання твердих мінеральних розчинних речовин, які утримуються в 1 л морської води (г/кг, 0 /00).
Солоність морської води визначають за вмістом хлору або за електропровідністю води. Хлорність — це сумарний вміст (у грамах на 1 кг морської води) галогенів (хлору, брому, фтору та йоду) при перерахунку на еквівалентний вміст хлору. Визначається за формулою:
S = 1,80655 Cl ( 0 /00)
Солоність зменшується в напрямку від низьких до високих широт. Широтний розподіл солоності води на поверхні Світового океану порушують течії, річки та лід.
Середня солоність вод Світового океану — 35 0 /00. До більш солоних відносяться поверхневі води Атлантичного океану (35,4 0 /00). Менш солона вода в Тихому (34,9 0 /00) та Індійському (34,8 0 /00) океанах. Значно опріснена вода верхніх шарів у Північному Льодовитому океані (29 — 32 0 /00,а біля берегів 1 — 10 0 /00). З глибиною солоність зростає, але існує дуже складна картина вертикального розподілу солоності.
У високих широтах, особливо в полярних районах, солоність з глибиною ( до 200 м) спочатку зростає досить швидко, а далі солоність практично не змінюється.
У помірних широтах спочатку солоність з глибиною (до 100 м) зростає, потім зменшується. В екваторіальних широтах спочатку солоність з глибиною (до 100 м) збільшується, а потім з глибиною (до 1 500 м) зменшується, досягаючи мінімуму.
3.4.6.Водний баланс Світового океану
Загальне рівняння водного балансу Світового океану має вигляд:
де x0 — середня багаторічна сума опадів на поверхню океану;
y0 — середній сумарний багаторічний стік з суші;
Z0 — середнє багаторічне випаровування з поверхні океану;
± D W — зміна рівня, чи об’єму океану.
Особливості розподілу опадів, випаровування та різниці між ними такі:
— збільшення опадів і випаровування від полярних до низьких широт;
— існування двох зон перевищення випаровування над опадами: тропічний і субтропічний кліматичні пояси;
— існування трьох зон перевищення опадів над випаровуванням: у високих широтах північної півкулі (арктичний і частково помірний кліматичний пояси), у високих широтах південної півкулі (арктичний і частково помірний кліматичний пояси) та в екваторіальних і субекваторіальних кліматичних поясах північної півкулі.
3.4.7.Термічний режим океанів і морів
Світовий океан нагрівається і охолоджується повільно. Основними факторами, які впливають на зміну температури води океанів і морів є:
— надходження тепла від Сонця;
— теплообмін з атмосферою (0,38 млрд. Дж/м 3 );
— вертикальний теплообмін (надходження тепла з вище і нижче розміщених шарів води);
— приплив тепла в результаті горизонтального переміщення повітряних і водних мас, або адвекції.
Тепловий баланс моря — це сума тепла, яка надходить у воду або витрачається нею в результаті всіх теплових процесів.
Річний хід температури залежить від співвідношення прибуткової і витратної частини теплового балансу протягом року.
Рівняння теплового балансу:
де Q — сумарна сонячна радіація;
Qеф — тепло, яке надходить або витрачається при ефективному випромінюванні;
Qв — тепло, яке витрачається на випаровування або надходить при конденсації;
Qт.т — тепло, яке надходить або віддається під час турбулентного теплообміну з повітрям;
Qл — тепло на льодоутворення або танення;
Qст — тепло вод материкового стоку;
Qо — тепло атмосферних опадів;
Qадв — тепло внаслідок теплообміну;
±Q t — різниця між приходом та витратами тепла.
Середня температура води на поверхні Світового океану – 17,4 0 С, Тихого – 19,1 0 С, Індійського — 17 0 С, Атлантичного – 16,9 0 С. Максимальну температуру на поверхні Світового океану має вода в Перській затоці (35,6 0 С).
У північній півкулі температура води на поверхні вища, ніж на відповідних широтах південної півкулі.
Найбільші річні амплітуди (до 3-5 0 С) спостерігаються біля 40 0 пн.ш і 30 0 пд.ш, а найменші – в приекваторіальній зоні до (1 0 С).
Сезонні коливання температури в морях зростають з віддаленням від океану. Так, у Чорному морі різниця літньої і зимової температури становить 18-20 0 С.
Добовий хід температури води пов’язаний з відповідною зміною надходження сонячної радіації: максимум через 2,5-3 годин після полудня, а мінімум – перед сходом Сонця. Амплітуда добових коливань температур дуже мала – 0,2-0,3 0 , біля тропіків – 0,3-0,4 0 .
Лінія найвищої температури води (27-28 0 С) називається термічним екватором.
Загальний зональний розподіл температури порушується течіями, річками та льодом. З глибиною температура води в океанах і морях знижується. Тому, глибинні води Світового океану мають температуру значно нижчу ніж поверхневі, за винятком полярних областей і районів океанів, де існує приплив глибинних вод ззовні.
3.4.8.Густина і тиск морської води
Густина морської води — маса води, що вміщується в 1 см 3 . Для зручності було введено поняття умовної густини, яка визначається за формулою:
δ= (S 
— 1) х 10 3
Питома вага морської води — співвідношення ваги одиниці її об’єму за будь-якої температури до ваги одиниці об’єму дистильованої води за тієї самої температури і визначається за формулою:
r17,5 = (S 
— 1) х 10 3
Густина морської води залежить від температури, солоності і тиску, тобто від глибини на якій вода знаходиться. Формально цю залежність можна висловити формулою r = f (S, T, p).
Температура найбільшої густини води океану (солоність біля 35 0 /00) дорівнює — 3,4 0 С.
В цілому, густина збільшується від екватора до полюсів (до 50 — 60 0 широт). Густина дещо зменшується в більш високих північних широтах у результаті зменшення солоності.
З глибиною густина води в океанах збільшується (пряма стратифікація), саме цим забезпечується вертикальна рівновага вод. При порушенні прямої стратифікації виникає конвекція і перемішування шарів. Зворотна стратифікація густини — зменшення густини води з глибиною, явище дуже короткочасне. Спостерігається іноді повна однорідність шарів — нейтральна рівновага. В екваторіальній зоні найбільш різке зростання густини з глибиною відмічається на нижній межі верхнього опрісненого і найбільш прогрітого шару до глибини 100 — 200 м. У помірних широтах розподіл густини з глибиною рівномірний, а у високих широтах знову з’являється шар різкого підвищення густини з глибиною — «шар стрибка» — через існування поверхневого опрісненого шару.
3.4.9.Крига в океанах і морях
Площа, які зайнята кригою в Арктиці досягає майже 11 млн.км 2 (квітень), в Антарктиці — майже 20 млн.км 2 (вересень).
Льодові голки — кристали чистого льоду завдовжки від 0,5 — 2 см до 10 см.
Сало— змерзання льодових голок між собою і утворення плямки плівок сіруватого кольору.
Внутрішньоводна крига — накопичення льодових кристалів в товщі води або на дні океану.
Сніжура— сніг, що випадає на поверхню моря, ущільнюється і перетворюється в кашоподібну масу.
Нілас – це утворення з сала суцільного тонкого льодового покру завтовшки до 5 см при спокійному морі, має матову поверхню.
Склянка— у розпріснених водах льодовий покрив має вигляд прозорої блискучої кірки.
Млинчаста крига — під час невеликого хвилювання утворюються невеликі крижини у вигляді дисків діаметром 30 — 50 см.
Шуга — під час сильного хвилювання шар сала разом з внутрішньоводною кригою утворюють не моноліт, а кашоподібну кригу.
Молодий лід — рівний лід сірого кольору утворюється з наростанням склянки і ніласу, а також при замерзанні сніжури і млинчастого льоду.
Тороси — утворення нагромадження з уламків крижин на рівній льодовій поверхні в результаті поштовхів або стискування льоду.
Пак— багаторічна крига у високих широтах Арктики.
Стамухи — торосисті льодові утворення, які сіли на мілину і мають великі вертикальні розміри. Висота підводної частини стамух — 20 — 25 м, надводної — 10 — 15 м.
Класифікація морської криги
1. За походженням лід океанів і морів поділяється на морський, який безпосередньо утворюється з морської води; річковий, який виноситься в море річковими водами і материковий чи глетчерний, який з’являється в результаті сповзання льодовиків із суші (айсберги) або при відколюванні великих масивів від шельфового льоду узбережжя полярних країн (льодові острови).
2. В залежності від різної стадії розвитку льоду за віком: початкові форми (льодові голки, сало, сніжура тощо); ніласовий (молодий) лід, сірий, білий, однорідний, дворічний, багаторічний (арктичний пак).
3. За характером рухомості лід поділяється на нерухомий (прикріплений до берега, острова — припай, стамухи) і плавучий або дрейфуючий — не зв’язаний з берегами лід, який рухається під дією вітру й течії і поділяється на битий лід і льодові поля. До битого льоду належить крупнобитий (у поперечнику — 20 — 100 м) і дрібнобитий (2 — 20 м). Льодові поля за площею бувають величезні (у поперечнику більше 10 км), великі (2 — 10 км) і дрібні (0,5 — 2 км).
4. Кількість льоду на поверхні моря оцінюється в балах: 10 балів — поверхня, яка повністю покрита льодом; 0 балів — чиста вода; 1 бал — 10 % акваторії зайнято льодом; 5 балів — 50 %.
5. За характером льоду (за класифікацією Назарова В.С., Істошина Ю.І.) виділяються:
— моря з епізодичним льодом — лід у морях буває не щороку, може з’явитись і зникати кілька разів взимку (Північне і Чорне моря);
— моря із сезонним льодом (Охотське, Японське, Біле, Балтійське);
— моря, в яких завжди є лід (Східно-Сибірське, Чукотське, Центральна частина Північного Льодовитого океану, більшість морів Антарктики).
Фізичні властивості морського льоду
Солоність морського льоду — це кількість солей в грамах на 1 кг води, одержаної при його розтоплюванні. Солоність морського льоду залежить від солоності морської води та швидкості льодоутворення. Чим старіший лід, тим менша його солоність. Солоність морського льоду коливається від 0 до 18 0 /00, а середні значення — 3 — 8 0 /00.
Щільність морського льоду залежить від температури, солоності, пористості льоду та від кількості пухирців повітря, що в нього включені. Щільність чистого прісного льоду — 0,917.
Температура — процес замерзання морського льоду триває до температури — 55 0 С. При цій темпратурі замерзають всі згустки розсолу і утворюється суміш кристалів льоду і солей — кріогідрат.
Евтектичні температури — це температури при яких із розсолу випадають згустки сульфату натрію (- 8,2 0 С), хлориди (- 23 0 С), хлористий кальцій (- 55 0 С).
Механічні властивості морського льоду: пружність, твердість.
Источник